Ciências Planetárias:

Apresentação em tema: "Ciências Planetárias:"— Transcrição da apresentação:

1 Ciências Planetárias:
um curso introdutório Daniela Lazzaro Julho 2007

2 Aula 1: O Sistema Solar e sua formação
Aula 2: Interiores e Superfícies Aula 3: Atmosferas e Magnetosferas Aula 4: As Diversas Populações do Sistema Solar

3 Interiores e Superfícies
Estrutura interna Superfícies Morfologia superficial Gravidade e rotação Atividade tectônica: estruturas, placas, vulcanismo Efeitos atmosféricos Crateras de impacto

4 Estrutura interna dos corpos do Sistema Solar
Interiores não podem ser observados (Terra e Lua, ondas sismicas) Estimativa da estrutura interna requer: suposições quanto a composição equação de estado do material estrutura de T depende: fontes de energia mecanismos de transporte de calor mecanismos de perda de calor modelo observações

5 Tendo: massa, tamanho e forma
pequenos: gelo / alta porosidade ~ 1 g cm-3 grandes: hélio e hidrogênio densidade média composição  <= 3 g cm-3 objeto rochoso  > 3 g cm-3 ferro Tendo: tamanho, densidade, resistência do material e rotação Forma depende de sua plasticidade + sua taxa de rotação estado de energia mínima sem rotação forma esférica Todo corpo “tipo-fluido” com rotação esferóide oblato figura de equilíbrio do efeito combinado gravidade + força centrifuga deformável em tempos geológicos ( ~ milhões de anos) = plasticidade

6 Equações do interior  equilíbrio hidrostático:
 determina-se P em qualquer ponto do planeta se conhecido  fases dos materiais do interior, em função da T e P: energia livre de Gibbs A obtenção de valores empíricos é simples a baixas pressões mas os interiores planetários tem pressões e temperaturas muito altas difíceis de reproduzir em laboratório

7  Relação pressão-densidade:
composição  Equação de estado: equação de estado é obtida a T ambiente e modificada por medidas a T e P maiores  Relação pressão-densidade: baixas P: altas P:  Relação massa-raio: planeta incompressível se a pressão interna aumenta ao ponto dos elétrons se tornarem degenerados o tamanho do planeta diminui a medida que aumenta a massa  estrelas anãs brancas abaixo  mais massa aumenta o raio Existe limite: acima  mais massa diminui o raio Júpiter está próximo do limite!

8 Sismologia fornece informações sobre interior
estudo da passagem de ondas plásticas no interior do planeta terremotos impactos de meteoritos explosões vulcânicas explosões não naturais (homem) se propagam no interior, refletidas e transmitias nas interfaces onde  varia Oscilações na direção da propagação da onda Oscilações transversais à direção de propagação Compressão e rarefação do material Stress e rotação do material ondas P, ou Primárias ondas S, ou Secundárias

9 Terra Perfil de densidade Interface entre o manto sólido
e o núcleo externo líquido Descontinuidade entre o núcleo externo líquido e o núcleo interno sólido Descontinuidade de Mohorovicic ou de Moho entre a crosta e o manto superior

10 maior densidade “uncompressed” 60% metal
Mercúrio: maior densidade “uncompressed” 60% metal campo magnético  interior líquido Venus: interior quente devido a vulcanismo não tem magnetosfera núcleo rico em metais Marte: densidade 3, 9 e 3,8 (unc.) pouco metal núcleo (FeS) não tem magnetosfera Lua: pouco metal muito material do manto

11 Planetas Gigantes Interior é governado pela pressão
centro  100 x 106 bars, densidade 31g/cm (Terra: P = 4 x106 bar, ρ = 17g/cm3) Nuvens: H, He  gás Hidrogênio metálico H líquido  eletrons  livres comportamento metal Núcleo: rochas gelos Fe, Si, O C, N, O, + H

12

13 Satélites

14

15 Superfícies Vulcanismo Crateras Atividade tectônica Canais, montanhas

16 Morfologia superficial
Gravidade e rotação Processos endogênicos Atividade tectônica Superfícies modificadas Efeitos atmosfericos Processos exognênicos Colisões

17 Gravidade e rotação corpo esférico corpo oblato geóide Superfície equipotencial de uma elipse em rotação em torno do seu eixo menor Mapa de gravidade (geóide) da Terra

18 Topografia medida em relação ao geóide
estrutura local (ex: montanha) sobrevive à gravitação dependendo da densidade e coesão do material corpos pequenos com pequena gravidade podem manter uma forma não esférica Movimentos de deslizamento (“downhill”) são induzidos pela gravidade mas sua ocorrência depende da pendente comparada com o “ângulo de repouso” do material maior inclinação que determinado material suporta material granulação quantidade de ar e água temperatura depende

19

20 Atividade tectônica Movimentos da crosta
deformações causadas por movimentos da superfície, inclusive aqueles causados por esticamento e compressão da crosta Estruturas tectônicas Muitos corpos apresentam evidências de movimentos da crosta devido ao encolhimento e/ou expansão das camadas superficiais causados pelo aquecimento e esfriamento nos primórdios  Considere um planeta em formação como uma bola de magma quente e fluída  as camadas mais externas estão em contato com o espaço frio ao redor  esfriam primeiro por radiação do calor  uma crosta fina é formada acima do magma quente. Enquanto a crosta esfria também afunda Convecção no manto pode mover ¨hot spots¨ a aquecer a crosta localmente levando à expansão local da crosta O interior esfria através de convecção e conducção com escapes vulcânicos em locais aonde crosta é fina e pode ser quebrada  aumento do peso sobre a crosta pela lava provoca depressões locais

21 Lua: depressão de impacto preenchida por lava Vênus: depressões causadas pelo afundamento de bolhas causadas por aquecimento local e subseqüente esfriamento

22 Calisto Europa Enceladus Miranda Marte

23 Placas tectônicas 200Myr atrás só tinha um continente: Pangaea
Desde então os continentes tem se separado e afastado:continental drift induzido pela tectônica de placas litosfera (crosta) consiste de ~10 grandes placas flutuando em cima da atenosfera Placas se movem uma em relação as outras ~ 20cm p/ano

24 movimento das placas causado por convecção no manto  estrutura global de circulação com as placas se movendo em cima não se conhece a força que gera a conveçcão no manto 1. placas se afastam na cordilheira oceânica  magma sobe  nova crosta 2. placas colidem ou deslizam uma contra a outra gerando terremotos 3. quando uma placa oceânica e uma continental colidem a placa oceânica (mais pesada) vai para baixo aonde é novamente aquecida  novas rochas metamórficas são formadas derretimento da crosta ocorre em um meio rico em água  a solidificação deste novo magma resulta em rochas graníticas

25 ~60.000km cordilheiras ativas + taxa separação ~ 4cm/ano
ciclo no fundo dos oceanos ocorre numa escala de tempo de 108 anos Crosta oceânica formada: limites divergentes  cordilheiras - destruída: limites convergentes crosta derretida ~= crosta formada ~60.000km cordilheiras ativas + taxa separação ~ 4cm/ano = 2 km2/ano crosta nova Tectonismo de placas é observado apenas na Terra Mercúrio, Marte e Lua por serem pequenos, resfriaram muito rapidamente criando uma espessa litosfera Vênus parece mostrar algum indício de movimento lateral tectônico mas não associado a placas

26 Vulcanismo alguns corpos mostram indícios de vulcanismo passado
 hoje: apenas Terra e Io Explosões vulcânicas modificam: superfície - recobrindo velhas estruturas e criando novas - atmosfera e clima Requisito para a atividade vulcânica: presença de um material quente e líquido, magma, abaixo da crosta Possíveis fontes de calor para criar o magma: calor gerado durante a formação do planeta (ex: Terra) e através da continua diferenciação de material (ex: Saturno) (ii) interação de maré entre diversos corpos sólidos (ex: Io) (iii) nuclideos radiativos (fonte importante em todos os planetas terrestres)

27 atividade vulcânica é encontrada na borda entre duas placas tectônicas
acima de “plumes” termais quentes do manto emissão de gás e vapor sem a erupção de lava ou material piroclástico marca os últimos estágios de atividade vulcânica

28 Venus Sif Mons: vulcão escudo diâmetro ~ 500km altura ~ 3 km
caldera ~ 40km Gula Mons: ~4km caldera ~ 100km Domes: lava viscosa homogenea, ~ circulares, ~25km x ~2km

29 Marte Olympus Mons 700km x 25km

30 Tharsis Elysium lava flúida Planices vulcânicas hemisferio Norte

31 Io Largura ~ 300km Altura ~ 100km Enxofre!! Lua mare

32 Meteoritos HED

33 Efeitos atmosféricos Deslizamentos com velocidade
dependendo: viscosidade do fluído, terreno e gravidade Movimento de poeira dependendo: densidade, viscosidade, temperatura, composição e rugosidade do solo Água, fluídos Ventos Reações químicas Interação entre atmosfera e superfície levando a processos de “weathering” (intemperismo) dependendo da composição da atmosfera e das rochas

34

35 Marte: canais  água 1. “runoff” múltiplos
Terras-altas: pequenos  chuva sinuosos 2. “outflow” largos Chryse Planitia:  degelo longos

36 Mars Odyssey maio-2002

37 Água líquida Europa: oceano abaixo da crosta

38 Crateras de impacto Envolve a transferência instantânea de energia do projétil para o alvo se existir uma atmosfera o projétil é primeiramente observado como uma bola de fogo = bólide grandes meteoróides ~ 10 – 40 km s-1 Velocidades típicas cometas (longo) período ~ 75km s-1 Um meteoróide de níquel-ferro de ~30m impacta com uma energia ~1023 ergs igual a um terremoto de magnitude 7.7 Ex.: Meteor Crater com um diâmetro ~1km e profundidade ~200m foi formado num minuto por um meteoro de níquel-ferro de ~30m de diâmetro

39 Formação da cratera Rápida seqüência de eventos: início  projétil toca o alvo fim  últimos fragmentos caem em torno da cratera Estágio de contato e compressão Três estágios: Estágio de ejeção ou escavação Estágio de colapso e modificação 1. Estágio de contato e compressão no projétil Energia cinética relativa transferida no corpo através de ondas de choque no alvo - velocidade típica de um meteoróide de rocha (ρ ~ 3 g cm-3) com um planeta tipo Terra = ~10km s-1 - velocidade de ondas sísmicas ~ alguns km s-1 Velocidade de impacto supersônica Propagação ondas de choque  conservação de massa, momentum e energia (equações de Hugoniot) índice 0  não comprimido sem índice  comprimido ρ  densidade V  volume p/ unidade de massa P0  pressão na frente do choque P  pressão atrás do choque v  velocidade do choque vp  velocidade da partícula atrás do choque E0  energia interna p/ unidade de massa na frente do choque E  energia interna p/ unidade de massa atrás do choque

40 hemisfério de alta pressão centrado no ponto
onda de choque no ponto de contato comprime projétil e alvo  grandes pressões rochas são comprimidas facilmente P >> Mbar e vaporizam quando subitamente de-comprimidas P > 600 kbar hemisfério de alta pressão centrado no ponto de contato  material é pulverizado pela de-compressão devido à rarefação da onda  jatos com velocidades de vários km p/seg. jatos ocorrem ~ instantaneamente quando projétil toca alvo - impacto se propagando hemisfericamente dentro do alvo: onda sísmica Ondas de rarefação se formam atrás da onda de choque devido a presença de superfícies livres atrás do projétil (não sustentam altas pressões) onda de choque viaja através do projétil de- comprimindo o material até pressão ~zero projétil derrete ou vaporiza completamente devido a descompressão formando uma nuvem de vapor ou bola de fogo que escapa da cratera estágio de contato e compressão: t = ~ 1-100ms para meteoróides entre 10m e 1km tempo da onda de choque e subseqüente onda de rarefação atravessar o projétil

41 2. Estágio de ejeção ou escavação
A nuvem de vapor expande adiabaticamente para cima e para fora punhado de gás a uma distância r é acelerado: densidade do gás Simultaneamente a onda de choque se propaga dentro do alvo enquanto se expande e se enfraquece Rochas e fragmentos escavados são jogados em trajetórias balísticas, quase parabólicas Devido à onda de rarefação o material se move para cima com velocidades dirigidas radialmente para fora do ponto de impacto

42 Fluxo escavado forma uma cortina de ejetas em forma de cone invertido
velocidades ~ 100m s-1 lados da cratera se expandem até toda energia ser dissipada pela viscosidade ou levada pelos fragmentos ejetados cratera resultante é várias vezes maior do que o projétil a cratera é ~ hemisférica até a máxima profundidade ser atingida, depois cresce horizontal material ejetado forma o lençol de ejeta até 1 ou 2 vezes o raio da cratera fragmentos ejetados recaindo na superfície deslizam (raios) morfologia do lençol de ejeta depende do material presente na superfície alguns fragmentos formam crateras secundárias raios brilhantes emanam das crateras maiores (material derretido do projétil) final do estágio de escavação: cratera transiente forma tamanho projétil alvo tamanho velocidade composição ângulo de impacto gravidade superfície energia cinética projétil

43 3. Colapso e modificação da cratera
gravidade do alvo cratera é modificada relaxação do material comprimido no fundo da cratera fragmentos restantes deslizam p/ fundo e piso recebe empuxo para cima: pico central bordas da cratera colapsam aumenta diâmetro enche o fundo forma terraços nas laterais se pico central alto demais colapsa  anel de picos processo de colapso = vários minutos modificação da morfologia da cratera = meses, anos, séculos

44 Mercúrio Caloris Basin 1400km largura anéis de montanhas  3km
Crateras duplas

45 Venus Terra multiplas crateras Erosão: ventos chuva água terremotos
vulcões, etc. homen!

46 Marte Yuty - 8km - “splosh” crater

47 Satélites Callisto: crateras em cadeia Phobos: tamanho limite
Mimas: 120/400km Europa: sobre gelo Phobos

48 Asteróides

49 Cometas Wild 2 Stardust Tempel 1 Deep-Impact

50 Na falta de uma superfície...
Shoemaker-Levy 9 - Descoberto: março Colisão: julho 1994

51 Aula 1: O Sistema Solar e sua formação
Aula 2: Interiores e Superfícies Aula 3: Atmosferas e Magnetosferas Aula 4: As Diversas Populações do Sistema Solar